Circulação Oceânicas

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INSTITUTO FEDERAL DE EDUCAÇÃO, CIÊNCIA E TECNOLOGIA DE SANTA 
CATARINA 
DEPARTAMENTO ACADÊMICO DE SAÚDE E SERVIÇOS 
CURSO TÉCNICO DE METEOROLOGIA 
PROFº ORIENTADOR: JEFERSON PRIETSCH MACHADO 
PROFª ORIENTADORA: ELIANE BARETA GONÇALVES 
 
 
 
 
 
ANABEL CAROLINA DE SOUZA 
ARTHUR FERNANDES 
MARIA FERNANDA COMIN TOLEDO DOS SANTOS 
 
 
 
 
UMA REVISÃO SOBRE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA: CORRENTES GERADAS 
PELOS VENTOS E CIRCULAÇÃO TERMOHALINA GLOBAL 
 
 
 
 
 
 
FLORIANÓPOLIS 
DEZEMBRO DE 2011
 
AGRADECIMENTOS 
 
À Deus por iluminar nossos caminhos nessa etapa. 
A nossos familiares pela força e compreensão. 
Ao professor Jeferson Prietsch Machado pela paciência, orientação e incentivo que 
tornaram possível a conclusão dessa monografia. 
A todos os professores do curso técnico de meteorologia, que contribuíram para 
nosso desenvolvimento pessoal e acadêmico. 
À professora Eliane pelo apoio e pela dedicação na conclusão deste. 
Aos amigos e colegas pelo incentivo e apoios constantes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Em tempos em que quase ninguém se olha nos 
olhos, em que a maioria das pessoas pouco se 
interessa pelo que não lhe diz respeito, só mesmo 
agradecendo à aqueles que percebem nossa 
descrenças, indecisões, suspeitas, tudo que nos 
paralisa, e gastam pouco da sua energia conosco, 
insistindo. 
Martha Medeiros. 
 
RESUMO 
 
 O trabalho tem o objetivo de apresentar a importância da circulação termohalina 
demonstrando que as águas dos oceanos estão em constante movimento, 
destacando o papel da densidade da água na circulação oceânica. Também 
apresentando a circulação gerada pelos ventos, que aliadas aos movimentos 
atmosféricos, e a própria circulação termohalina, nos ajudarão a compreender as 
suas influências no transporte de calor. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
FIGURA 1 – Modelo de circulação atmosférica representando as células de Hadley 
(1), as células de Ferrel (2), e as células polares (3) em suas respectivas posições 
latitudinais e os centros de alta pressão (A) e baixa pressão (B)..............................11 
FIGURA 2 – Principais estruturas da corrente oceânica à superfície........................15 
FIGURA 3 – Principais correntes marinhas...............................................................16 
FIGURA 4 – Mapa batimétrico do Canal da Flórida.. ................................................17 
FIGURA 5 – A corrente do Golfo em laranja e amarelo nessa representação da 
temperatura da água no oceano Atlântico.................................................................19 
FIGURA 6 – Representação esquemática da região da confluência Brasil – Malvinas
..................................................................................................................................23 
FIGURA 7 – Circulação Termohalina ........................................................................27 
FIGURA 8 – Distribuição das principais massas de água formadas no Oceano 
Atlântico......................................................................................................................30
 
 
 
 
LISTA DE SIGLAS 
 
ACAS - Água Central do Atlântico Sul 
ACS - Água Circumpolar Superior 
ADCP - Acoustic Doppler Current Profile 
AFA – Água de Fundo Antártica 
AIA - Água Intermediária Antártica 
APAN - Água Profunda do Atlântico Norte 
AT - Água Tropical 
AVHRR - Advanced Very High Resolution Radiometer 
CB - Corrente do Brasil 
CCA – Corrente circumpolar antártica 
CG - -Corrente do Golfo 
CM - Corrente das Malvinas 
CNB - Corrente Norte do Brasil 
CO2 - Dióxido de Carbono 
CSA – Corrente Sul Atlântica 
CSE - Corrente Sul Equatorial 
CTG - Circulação Termohalina Global 
FGP - Força do Gradiente de Pressão 
NOAA - National Oceanic and Atmospheric Administration 
TSM - Temperatura da Superfície do Mar 
 
 
 
SUMÁRIO 
 
1 INTRODUÇÃO .........................................................................................................8 
1.1 OBJETIVOS ..........................................................................................................9 
1.1.1 Objetivo Geral ....................................................................................................9 
1.1.2 Objetivos Específicos .........................................................................................9 
2 CIRCULAÇÃO DA ATMOSFERA .........................................................................10 
_Toc3092559253 TIPOS DE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA........................................14 
3.1 CIRCULAÇÃO FORÇADA PELOS VENTOS......................................................15 
3.1.1 Corrente do Golfo.............................................................................................17 
3.1.2 Corrente do Brasil ............................................................................................20 
3.1.3 Corrente das Malvinas......................................................................................21 
3.1.4 Confluência Brasil-Malvinas.............................................................................. 21 
3.1.4 Corrente do Peru..............................................................................................23 
3.2 MÉTODOS PARA MEDIR CORRENTES MARINHAS........................................24 
3.3 CIRCULAÇÃO TERMOHALINA ..........................................................................27 
3.3.1 Massas de Água...............................................................................................29 
4 INTERAÇÃO OCEANO-ATMOSFERA..................................................................31 
4.1 RESSURGÊNCIA................................................................................................31 
4.1.1 Ressurgência Equatorial ..................................................................................32 
4.1.2 Ressurgência Costeira .....................................................................................32 
4.2 EL NIÑO..............................................................................................................32 
4.3 LA NIÑA ..............................................................................................................33 
CONCLUSÃO ...........................................................................................................34 
REFERÊNCIAS.........................................................................................................35 
 
 
1 INTRODUÇÃO 
 
 Os oceanos desempenharam a função de moderadores climáticos, por cobrirem 
70% da superfície da terra e, em razão da grande capacidade térmica da água, os 
oceanos armazenam uma porcentagem ainda maior de calor. Eles funcionam como 
reservatórios, em que o calor armazenado durante o verão é liberado para a 
atmosfera durante o inverno. No contexto climático, o papel dos oceanos é efetivo 
na diminuição dos valores extremos da amplitude sazonal da temperatura e na 
amenização dos efeitos das mudanças atmosféricas. Dessa forma, uma melhor 
compreensão dos fluxos de calor nos oceanos é imprescindível no estudo das 
interações ente o oceano e a atmosfera (SATO, 2005, p.148). 
 A imensa quantidade de água que cobre a superfície da Terra constitui a 
característica mais impressionante e mais evidente do nosso planeta quando visto 
do espaço. Por isso, é muitas vezes chamado de “o Planeta Água”. 
 A água constituinte dos oceanos não é estática, ou seja, existem movimentos de 
massas de água mais ou menos intensos, como, o das ondas, das marés e das 
correntes marinhas. As ondas e as marés são apenas movimentos oscilatórios, que 
pouco interferem na distribuição das temperaturas e da salinidade. Ao contrário, as 
correntes marinhas formam um verdadeiro sistema de circulação, que modificao 
estado físico e químico da massa oceânica e cuja influência se faz sentir de forma 
marcada no clima das áreas continentais. 
 Desde os primórdios da navegação, os marinheiros conheciam o efeito das 
correntes marinhas nas rotas dos navios, caracterizando-as como “grandes rios 
dentro dos oceanos. 
 O estudo das correntes oceânicas não pode ser separado dos outros numerosos 
domínios da oceanografia e está intimamente ligado ao da circulação atmosférica 
(ALEXANDRE, 1996, p. 1). 
 O presente documento apresenta uma descrição dos principais processos de 
circulação oceânica, os tipos de correntes, os mecanismos de geração e de 
interação com a atmosfera, bem como uma breve caracterização da Corrente do 
Golfo, Corrente do Peru e Corrente Brasil-Malvinas. 
1.1 OBJETIVOS 
1.1.1 Objetivo Geral 
 Apresentar os principais tipos de circulação oceânica e destacar a importância 
para o sistema climático. 
1.1.2 Objetivos Específicos 
 a) Apresentar os mecanismos de geração de correntes oceânicas por: (1) 
diferenças de temperatura e salinidade (correntes termohalinas) e (2) pela ação dos 
ventos atuantes. 
 b) Descrever o mecanismo de funcionamento das principais correntes oceânicas 
superficiais que influenciam na América do Sul (Corrente do Brasil, Corrente das 
Malvinas, Corrente do Peru), e Corrente do Golfo. 
 
 
2 CIRCULAÇÃO DA ATMOSFERA 
 
 Os ventos são gerados pelas diferenças na pressão do ar. Em regiões onde a 
pressão é mais alta que outra região existe uma força, chamada de Força de 
Gradiente de Pressão (FGP), que empurra o ar da alta para a baixa pressão, 
tendendo ao equilíbrio. Quanto maior a diferença na pressão, maior será a força. O 
efeito diferencial do aquecimento pela radiação solar sobre a terra produz diferentes 
regiões de altas e baixas pressões e, quando se estabelece um gradiente constante 
de pressão, são gerados os ventos (TRUCCOLO, 2005, p.212). 
Quando analisamos o equilíbrio radiativo da Terra não observamos a variação da 
energia recebida pela Terra com a latitude. Esta variação é muito sensível devido à 
diferença de inclinação dos raios solares entre o Equador e os polos: por exemplo, a 
30 N ou 30S, a radiação solar recebida por unidade de área corresponde à cerca 
de 86% da radiação recebida no Equador numa situação de equinócio. 
 O maior aquecimento da atmosfera nas zonas próximas do Equador leva ao 
desenvolvimento de mecanismos de transporte de energia entre estas e as regiões 
polares tanto pela atmosfera como pelo oceano. A combinação do aquecimento 
radiativo diferencial com o movimento de rotação da Terra gera um padrão de 
circulação atmosférica cujos principais elementos estão representados na 
Fonte: MENDES e GOMES (2007) 
 
FIGURA 1. Esses modelos explicam a formação de centros de baixa pressão e 
regiões equatoriais e subpolares (MIRANDA, 2010, p.60). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Fonte: MENDES e GOMES (2007) 
 
FIGURA 1 – Modelo de circulação atmosférica representando as células de Hadley (1), as 
células de Ferrel (2), e as células polares (3) em suas respectivas posições latitudinais e os 
centros de alta pressão (A) e baixa pressão (B). 
 
 Na Célula de Hadley (0° a 30°) – Nas latitudes baixas, o movimento do ar é, 
devido ao aquecimento, ascendente sobre o Equador, dirigindo-se no sentido dos 
pólos nos níveis superiores da atmosfera; sobre as latitudes subtropicais o ar 
resfriado desce, retornando para a superfície do Equador. Esta circulação forma a 
célula convectiva que domina os climas tropical e subtropical. O ramo descendente 
da célula de Hadley está associado aos grandes centros permanentes de altas 
pressões subtropicais (anticiclones subtropicais). Nesta célula, a rotação do globo 
determina ventos de oeste em altitude e ventos de leste à superfície (ventos alísios). 
 A Célula de Ferrel (30°a 60°) é uma célula de circulação atmosférica nas latitudes 
médias extratropicais, reconhecida por Ferrel no século XIX. Nesta célula, o ar 
move-se para os pólos e para leste junto à superfície, e no sentido do Equador e 
para oeste em altitude, fechando-se a circulação por subsidência nos subtrópicos. 
 Na Célula Polar (60° a 90°), o ar sobe, diverge, e desloca-se em altitude para os 
pólos. Uma vez sobre os pólos, o ar resfriado desce, dando origem a altas pressões 
à superfície nas regiões polares; nestas regiões, o ar diverge para fora dos centros
13 
 
 
de altas pressões e retorna para sul, fechando a circulação celular. Na célula polar, 
à superfície, os ventos estão de Leste. 
 Em consequência da formação das células, são gerados três sistemas gerais de 
ventos na atmosfera: ventos alisíos, entre 0° e 30° de latitude, soprando do leste 
para oeste; ventos do oeste, entre 30° e 60°; e por último, ventos do leste, nas 
regiões polares. Esses ventos são os principais responsáveis pelo equilíbrio do calor 
no planeta (MENDES e GOMES, 2007, p.1). 
 
 
 
 
 
3 TIPOS DE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA 
 
 Estudos teóricos, tais como Ekman (1905), Stommel (1948) e Csanady (1976) têm 
demonstrado que a circulação oceânica de superfície é determinada principalmente 
pelo campo de vento de superfície, tanto nas escalas espaciais e temporais longas, 
englobando fenômenos da ordem de 1.000 a 10.000 km e de semanas a meses, das 
bacias oceânicas; como eventos de estala local e períodos de horas a alguns dias, 
associados à circulação sobre as plataformas continentais. Segundo Harrison 
(1984), quando o vento interage com o oceano, este determina direta ou 
indiretamente muitas de suas correntes de superfície, sendo também responsável 
pela transferência de energia entre o oceano e a atmosfera e pelo estado das ondas 
de superfície (STECH, 2005, p.20). 
 As correntes oceânicas podem ser estudadas sobre dois aspectos: 1) superficiais, 
geradas pelo vento, e 2) profundas, geradas pelas distribuições de temperatura e 
salinidade. O vento empurra a água ao longo da superfície do mar para formar as 
correntes geradas ou “dirigidas” pelo vento. Em grandes regiões oceânicas, o 
padrão circular do vento cria elevações ou vales na superfície da água. Nestas 
áreas, o balanço entre a gravidade e a rotação da Terra causa as Correntes 
Geostróficas. Já as correntes oceânicas em profundidade são causadas pela 
diferença na temperatura e salinidade da água, chamadas de Circulação 
Termohalina (TRUCCOLO, 1999, p.65). 
 Os movimentos oceânicos podem ser classificados de acordo com as forças que 
lhes dão origem: 
 a) Circulação termohalina: resulta da variação da densidade numa região limitada, 
de modo que a ação diferencial da gravidade gera movimento relativo; 
 b) Circulação induzida pelo vento: circulação nas camadas superficiais, ondas de 
superfície e afloramento de águas da subsuperfície (upwelling); 
 c) Correntes de maré: essencialmente horizontal e consequência direta da Lei da 
Gravitação; 
 d) Tsunamis ou ondas sísmicas no oceano: resultam de forças aplicadas junto ao 
fundo devido a movimentos da crusta submarina; 
 
 
 
 
 
 
 e) Movimentos turbulentos: resultam do shear da velocidade, ou seja, gradientes 
da velocidade, por vezes nas fronteiras do oceano; 
 f) Movimentos diversos: ondas internas, ondas de inércia, ondas planetárias de 
Rossby, etc. (STEWART, 2007). 
 
 
 
 
16 
 
3.1 CIRCULAÇÃO FORÇADA PELOS VENTOS 
 O vento é a fonte de energia primária para a corrente na camada superficial do 
oceano (até cerca de 100 - 200 m de profundidade). A radiação solar influencia a 
circulação oceânica por meio da circulação atmosférica, gerando os ventos. A 
energia é transferida dos ventos para as camadas superficiais do oceano mediante o 
atrito entre a atmosfera e a superfície do mar. Esta é a chamada circulação induzida 
pelo vento (MIRANDA, 2010, p.64). 
 Conforme observamosno mapa de distribuição das principais correntes marinhas 
superficiais do planeta ( Fonte: MIRANDA (2010) 
 
FIGURA 2), não existem zonas nas quais predomine inteiramente uma direção de 
movimento. 
 De maneira geral, as correntes formam circuitos separados nos diferentes 
oceanos. Ao mesmo tempo, o movimento é realizado em sentido inverso em cada 
hemisfério. Devemos concluir que a circulação é influenciada tanto pela forma das 
bacias oceânicas quanto pela rotação da Terra. 
 
 Fonte: MIRANDA (2010) 
 
FIGURA 2 – Principais estruturas da corrente oceânica à superfície. Note que as grandes 
bacias oceânicas são caracterizadas por correntes que circulam no sentido dos ponteiros do 
relógio no hemisfério norte e no sentido contrário aos ponteiros do relógio no hemisfério sul. 
 
 
 
17 
 
 Podemos observar que as correntes que vão de encontro às massas continentais 
sofrem uma espécie de reflexão e são obrigadas a se dividir, sendo que os ramos 
formados possuem estreita relação com o ângulo segundo o qual atingem o 
obstáculo. Quando o espaço é limitado, as águas deslocadas tendem a voltar ao 
ponto de partida, e essa é uma das causas dos circuitos turbilhonares. Mas o retorno 
das águas pode ser realizado de forma mais direta, como, as contracorrentes 
existentes na zona equatorial, dirigidas em sentido contrário ao do movimento geral 
(ALEXANDRE, 1996, p.10). 
 Há duas espécies de correntes: as correntes forçadas, diretamente submetidas ao 
impulso que as produz, e as correntes livres, que são a sua consequência. Essas 
últimas desenvolvem-se cada vez mais, espalhando-se e fechando os circuitos. O 
desvio devido à rotação da Terra exerce um papel especial nas correntes livres, pois 
é uma força independente da direção do movimento, que atua sobre todos os 
deslocamentos produzidos na superfície da Terra, proporcional à velocidade do 
movimento e da latitude. A tendência para os circuitos parece maior nas latitudes 
elevadas. 
 
 
 Fonte: ALEXANDRE(1996) 
 
FIGURA 3 – Principais correntes marinhas 
 
 Quanto aos ventos, há numerosas provas da sua influência na formação das 
correntes superficiais, em particular o exemplo de certas regiões onde as variações 
sazonais dos ventos são acompanhadas por variações análogas das correntes 
 
 
18 
 
marinhas (Oceano Índico Setentrional). No entanto, é nas baixas latitudes, onde 
reinam os ventos regulares, que esta influência aparece preponderante. Mas as 
correntes assim formadas podem prosseguir o seu caminho para fora de regiões 
dominadas pela ação desses ventos, tomando assim o comportamento de 
verdadeiras correntes livres cada vez mais desviadas da sua direção inicial pelo 
movimento de rotação terrestre (Alexandre, 1996, p.6) ( Fonte: 
ALEXANDRE(1996) 
 
FIGURA 3). 
 
3.1.1 Corrente do Golfo 
 A Corrente do Golfo é a mais conhecida de todas as correntes marinhas e a sua 
primeira carta foi desenhada por Benjamin Franklin. Sua origem não se encontra 
realmente no Golfo do México, mas é resultante da fusão da Corrente das Antilhas, 
naturalmente desviada para a direita quando encontra o continente americano, com 
a água do Mar das Antilhas, que escoa pelo Canal da Flórida (estreito situado entre 
a Flórida e Cuba), com uma velocidade que, devido ao estreitamento deste canal, 
passa de 3,7 km/h para 6,4 km/h, chegando, às vezes, a até 9,2 km/h no centro do 
canal ( Fonte: ALEXANDRE (1996) 
 
FIGURA 4). 
 
 Fonte: ALEXANDRE (1996) 
 
 
 
19 
 
FIGURA 4 – Mapa batimétrico do Canal da Flórida. Fonte: (ALEXANDRE, 1996). 
 
 Suas águas são nitidamente mais quentes e salgadas que as que se encontram 
ao largo, com uma cor azul escura, temperaturas que variam entre 27 ºC e 28 ºC à 
superfície, aproximadamente, arrastando consigo cachos de algas, com vórtices 
muitas vezes visíveis. 
 Em profundidade, o movimento é sensível, a até quase 800 m, mas, sob a 
influência da rotação terrestre, as águas quentes concentram-se à direita, onde a 
300 m ainda apresentam 17ºC, diminuindo, em seguida, constantemente de 
velocidade e de temperatura, alargando-se e fluindo em direção a leste. 
 À esquerda, a Corrente do Golfo passa brevemente por uma zona costeira fria, a 
Parede Fria, ou Cold-Wall, devido à ascenção das águas frias e também à chegada 
de águas doces frias dos rios e, ainda, à junção das correntes do Labrador e da 
Groelândia. Essas águas podem se misturar com as águas quentes da Corrente do 
Golfo, podendo-se constatar diferenças de temperatura da ordem dos 10ºC entre 
pontos vizinhos. 
 Na realidade, a Corrente do Golfo e o Cold-Wall não estão rigorosamente 
separados; o seu encontro produz turbilhões, resultando daí, ao sul do Costa do 
Canadá, uma mistura de águas, que originam, à superfície, uma série de bandas 
alternadas de águas quentes, salgadas e azuis, e de águas relativamente doces, 
mais opacas e que muitas vezes transportam gelos. 
 O eixo geral do movimento, cada vez mais desviado para a direita, afasta-se da 
borda do continente americano. A corrente quente perde pouco a pouco as 
características de uma corrente de origem equatorial e o fluxos de água que se 
afastam da direção geral, contribuem para formar a massa quase estagnante e 
altamente salina, conhecida como Mar de Sargaços, por causa da enorme 
quantidade de algas que ficam aprisionadas no centro do circuito para onde foram 
conduzidas. 
 
 
20 
 
 
 Fonte: NASA 
 
FIGURA 5 – A corrente do golfo em laranja e amarelo nessa representação da temperatura 
da água no oceano atlântico. 
 
 Ao longo da costa do Canadá, a Corrente do Golfo entra em conflito com a 
corrente do Labrador transportando águas frias vindas do mar de Baffin, e deixa de 
existir como verdadeira corrente. Não se pode mais falar de uma deriva 
transportando águas quentes até as costas da Noruega. É aqui, segundo a teoria 
clássica que admite um verdadeiro desprendimento destas águas, encobertas 
superficialmente pelas correntes variáveis originadas pelos ventos, mas perceptível 
em profundidade (200 m). 
 Le Danois levantou-se contra esta concepção, baseando-se no facto de que é 
impossível de assinalar ao sul um limite preciso desta deriva. O único limite 
discutível é a norte, que Le Danois considera simplesmente como a fronteira entre 
as águas frias de origem polar e as águas quentes de origem tropical. As primeiras 
têm tendência a se acumularem no limite ocidental da bacia (costa da Groelândia) e 
as segundas afluem no limite oriental (ALEXANDRE, 1996, p 13). 
 O limite destas duas zonas será animado de variações periódicas sazonais, as 
transgressões, amenizando, assim, no verão um avanço das águas quentes ao 
longo das costas da Europa ocidental. Estas transgressões apresentarão amplitudes 
variáveis conforme os anos, pondo em evidência a influência de períodos 
astronômicos. 
 
 
21 
 
 A importância da anomalia térmica positiva continua a ser o principal índice de um 
afluxo certo de águas estranhas, que persiste até ao norte da Noruega, onde os 
fiordes escapam ao congelamento. Por mais fraca que seja a velocidade do 
movimento, este é sensível à rotação da Terra, que o desvia para a direita, de 
encontro às costas da Europa (ALEXANDRE, 1996, p.13). 
 
3.1.2 Corrente do Brasil 
 A circulação superficial média do oceano Atlântico Sul é dominada por um sistema 
fechado conhecido como giro subtropical do Atlântico Sul (PETERSON & 
STRAMMA,1991). Esse giro é composto por diversas correntes marinhas, e a 
Corrente do Brasil (CB) é aquela de contorno oeste, equivalente à Corrente do Golfo 
(CG), sua contrapartida no hemisfério Norte. Embora muito menos estudada do que 
a CG, a CB apresenta um transporte consideravelmente menor, mas com umaatividade de mesoescala equivalente. 
 O giro subtropical do Atlântico Sul tem um sentido de rotação anti-horário, sendo 
composto por: CB, CSA, Corrente de Benguela e CSE – que, por sua vez, fecha a o 
giro em sua bifurcação para formar a CB e a Corrente Norte do Brasil. O sistema de 
correntes do giro subtropical interage, ao sul, com a CM que se encontra com a CB 
na região da Confluência Brasil Malvinas (CBM). Na CBM predominam instabilidades 
e outros processos de mesoescala que se caracterizam essa região como uma das 
mais ativas de oceanos (CHELTON et al., 1990). 
 A CB é formada pela bifurcação da CSE nas latitudes entre 8°S e 10°S, fluindo ao 
longo da margem continental do continente sul-americano até aproximadamente 
36°S. É nessa latitude que a maior parte da águas transportadas pela CB deixam de 
fluir paralelamente à linha da costa e se separam da mesma (OLSON et al., 1998; 
LENTINI, 2002; LENTINI et al., 2005b), dando origem à CSA. Estimativas do 
transporte para a CB são bem variáveis, com modestos valores da ordem de 20 Sv a 
25 Sv (Sv = 1 Sverdrup = 1 x 106 m3/s2) para profundidades de referência em torno 
dos 1.500 m, podendo atingir valores até três vezes maiores para níveis de 
referência próximos dos 3.000 m (PETERSON & STRAMMA, 1991; ZEMBA, 1991). 
Em escalas anuais, a latitude de separação da CB é caracterizada por uma 
modulação sazonal. Isso significa que durante o verão austral (verão do hemisfério 
 
 
22 
 
sul), em média, a corrente estende-se mais ao sul do que sua latitude média de 
separação (36°S). O oposto também é verdadeiro. Durante o inverno austral, a 
latitude de separação da CB é mais ao norte. Após sua separação da costa, porém, 
a CB continua fluindo em direção ao pólo até um limite máximo demarcado por uma 
faixa latitudinal compreendida, em média, entre os paralelos 40°S e 45°S. É nessa 
região que ocorre a maior variabilidade dos processos de mesoescala do oceano 
atlântico sudoeste. Muita dessa variabilidade está associada à presença de vórtices 
frontais da CB, que são gerados e liberados, destacando-se da corrente mãe 
(LENTINI & SOUZA, 2005, p.166-167). 
 
3.1.3 Corrente das Malvinas 
 A corrente das Malvinas é formada a partir da corrente circumpolar, que após 
atravessar o estreito de drake deflete anticiclonicamente e flui para norte ao longo da 
costa da Argentina até encontrar a Corrente do Brasil próximo ao Rio da Prata. 
 Analisando imagens AVHRR verifica-se que a corrente das Malvinas apresenta 
uma largura de 100 km. Nota-se também que a CM apresenta baixas temperaturas 
na região adjacente à plataforma continental, enquanto que o contorno norte é 
fortemente marcado pelo encontro com as águas mais quentes da CB e o contorno 
leste apresenta águas resultantes da mistura dessas correntes e vórtices de núcleo 
quente associados à CB. 
 A corrente das Malvinas é caracterizada como uma corrente intensa, de baixa 
salinidade e fria, com temperatura oscilando entre 10°C a 4°C (FRANCISCO, 2007, 
p.14). 
 
3.1.4 Confluência Brasil-Malvinas 
 A CBM é marcada pelo encontro das correntes do Brasil e das Malvinas, sendo 
caracterizada por um frente termohalina bem definida. Esta frente oceanográfica é 
muito dinâmica, caracterizada na superfície por uma série de longos meandros e por 
vórtices de mesoescala ao longo da CSA. Como conseqüência da hidrodinâmica dos 
fluxos opostos da CB e da CM, a posição da confluência variável no tempo e no 
espaço. De fato, flutuações espaciais da ordem de 1.000 km e escalas temporais de 
 
 
23 
 
aproximadamente dois meses são comumente associadas às variações meridionais 
(latitudinais) da posição da frente (LEGECKIS & GORDON, 1982; GORDON, 1989). 
Essas flutuações ocorrem desde escalas subsazonais até interanuais (LENTINI, 
2002, LENTINI et al., 2005). Em escalas subsazonais, a interação dinâmica dessas 
duas correntes após a separação da margem continental, origina a formação e 
liberação de vórtices transientes de núcleo quente, formados na porção frontal do 
ramo mais ao sul da CB e nos cavados dos meandros da CSA. Vórtices de núcleo 
frio são originados na CM e na região das cristas dos meandros da CSA. 
 Indubitavelmente, o estudo detalhado das feições oceânicas conhecidas como 
eddies. Desde sua geração e liberação até seu total desaparecimento ou 
coalescência, foi alavancado pelo desenvolvimento de sensores capazes de medir a 
temperatura, cor elevação da superfície do mar. Antes de iniciar a descrição da 
dinâmica de mesoescala característica do Atlântico sudoeste, é interessante 
descrever brevemente essas entidades oceânicas e sua importância nos processos 
de mesoescala que dominam o oceano global (LENTINI & SOUZA, 2005, p.168-
169). 
 
 
 
24 
 
 
 Fonte: PETERSON & STRAMMA (1991) 
FIGURA 6 – Representação esquemática da confluência Brasil-Malvinas 
 
3.1.4 Corrente do Peru 
 A mais importante das correntes do Pacífico sul é a corrente de Humboldt, ou do 
Peru, que margeia as costas da América do Sul, de Valdívia até o Cabo Branco, com 
direção sul-norte. É mantida pela ação contínua dos ventos do sul e sudeste, que 
sopram nas costas da América do Sul, provocando uma diferença de nível nas 
águas do mar. 
 
 
25 
 
 A característica principal dessa corrente é a baixa temperatura (15 a 19°C), 
atribuída à subida de águas frias do fundo do oceano. Sua salinidade é fraca, e sua 
cor verde contrasta com o azul do restante das águas. 
 Exerce influência marcante sobre o clima do norte do Chile e do sul do Peru: as 
baixas temperaturas das águas impedem as precipitações nessas áreas, tornando-
as áridas. Às vezes, durante o verão, a corrente de Humboldt é interrompida, em seu 
trecho mais setentrional, por uma corrente que se dirige para o sul, costeando o 
Peru até 15º de latitude sul. Essa corrente (El Niño) faz desaparecer 
temporariamente as águas frias do litoral, e ocasiona fortes chuvas no Peru. 
 Nas proximidades do Equador, as águas da corrente de Humboldt desviam-se 
para oeste, misturando-se às da corrente equatorial do sul, que atravessa o Pacífico 
até a Ásia. Um ramo dessa corrente quente dirige-se para o sul, passa ao largo do 
litoral oriental da Austrália (corrente da Austrália) e vai reunir-se no sul do Pacífico à 
fria deriva antártica. No centro do pacífico sul, existe um vasto movimento de 
turbilhão (MIRANDA, 2010, p.). 
 
3.2 MÉTODOS PARA MEDIR CORRENTES MARINHAS 
 O desenvolvimento dos sistemas orbitais de coleta de dados propiciou o 
desencadeamento de um importante ramo do sensoriamento remoto: a telemetria 
por satélites. Por meio de telemetria por satélites, plataformas automáticas têm sido 
empregadas com a finalidade de coletar e transmitir dados ambientais de diversos 
tipos e com diversas finalidades. 
 Como vantagem de utilizar essas plataformas em conjuntos ou em substituição a 
imagens de sensoriamento remoto, vale lembrar que elas possibilitam a obtenção de 
séries temporais de parâmetros oceanográficos em diferentes extratos da coluna 
d’água. Tais informações não podem ser obtidas pelo imageamento da superfície do 
oceano. A telemetria também é uma forma de sensoriamento remoto, que pode ser 
usada se, restrições de cobertura de nuvens, e apresenta a vantagem de possibilitar, 
por meio dos derivadores, o monitoramento da dinâmica e consequente estudo das 
características cinemáticas e termais das águas por onde os instrumentos derivam. 
Medidas de correntes de temperatura da superfície do mar (TSM) fornecidas por 
esses climáticos e como base para a calibração de modelos oceanográficos de 
 
 
26 
 
circulação oceânica. Segundo Strong e McClain (1984), as medidas de TSM 
realizadas pelos derivadores têm se mostrado o melhor meio para validação de 
cartas de TSM obtidas por meio de imagens de satélite. 
 Os parâmetros relacionados aos processos cinemáticosdos fluidos, obteníveis 
pelo uso dos dados dos derivadores, são muito importantes para validação e ajuste 
de modelos numéricos de circulação oceânica. O grau de instabilidade turbulenta, 
permutem uma melhor previsibilidade sobre as dispersões e advecção na cama 
superior do oceano. Esta informação é crucial para os planos de contingências de 
manchas de poluentes, como hidrocarbonetos (óleo). Além dos processos 
cinemáticos, o satisfatório conhecimento dos processos dinâmicos da circulação da 
camada superficial fornece subsídios para uma melhor compreensão de outros 
fenômenos físicos importantes, como circulação de massas de água, frentes 
oceânicas, dispersão, difusão e o fenômeno da ressurgência. Tais informações são 
também importantes para pesquisas sobre a distribuição e abundância de muitas 
espécies de animais marinhos. 
 Os métodos para medir as correntes marinhas podem ser enquadrados em duas 
categorias: 
 a) Método Euleriano: baseado em medidas oriundas de instrumentos 
estacionários, que respondem à passagem de água por um rotor ou sensor 
equivalente, permitindo aferições das velocidade e direção das correntes. Exemplo: 
correntógrafos ou sensores perfiladores acústicos (ADCP) ancorados, que utilizam o 
efeito Doppler para estimar as correntes; 
 b) Método Lagrangeano: baseado em medidas provenientes de instrumentos ou 
matérias flutuantes que se movem com a água e são observados por um período de 
tempo, tendo-se como referencial um sistema de coordenadas. Os derivadores são 
enquadrados nesta categoria. 
 Cada um desses dois meios distintos de obtenção de dados de corrente possui 
suas vantagens e limitações, sendo aconselhável, sempre que possível, o uso 
complementar dessas tecnologias. Ao contrário do Método Lagrangeano, que mede 
temporalmente correntes em locais fixos no espaço, tem a vantagem de oferecer, 
como menor quantidade de instrumentos, uma maior cobertura bidimensional em 
espaço. É o tipo de metodologia muito útil na descrição em meso e grande escala 
 
 
27 
 
das correntes do mar. Uma desvantagem da tecnologia Lagrangeana é a 
impossibilidade de se definir, a priori, os locais a serem amostrados; a não ser pelo 
local escolhido de lançamento, a trajetória seguida pelos derivadores não pode ser 
controlada, sendo determinada exclusivamente pela própria dinâmica e variabilidade 
do campo a ser amostrado. Em estudos que requeiram ampla cobertura espacial e 
em que o objetivo seja estudar efeitos difusivos, no entanto, os derivadores são 
ferramentas imprescindíveis. 
 Stommel (1954) é considerado o pioneiro da fase contemporânea dos estudos 
Lagrangeanos de circulação marinha. O autor foi o primeiro pesquisador a fazer uso 
de boias Lagrangeanas posicionadas remotamente, via rádio transmissão. Ele 
relacionou medida de vento com a deriva de uma bóia no Atlântico Norte. 
Posteriormente a evolução dos métodos de rastreamento via radar permitiram o 
rastreio dos derivadores com grande precisão (20 – 50m). Steverson (1966) utilizou 
derivadores posicionados por radar de navegação para descrever as correntes 
marinhas de superfície e subsuperfície, com a utilização de elementos de arrasto 
colocados em diferentes profundidades. Como desvantagem, no entanto, as 
técnicas de rastreamento via rádio ou radar somente poderiam ser utilizadas em 
caráter local, exigindo um acompanhamento próximo realizado por navios, na 
maioria das vezes. 
 O desenvolvimento de satélites artificiais na década de 1960 representou na 
revolução, pois permitiu o rastreio dos derivadores em escala espacial ampla, o que 
tornou este instrumento um poderoso meio de medir correntes no mar de maneira 
global e sinótica (Souza, 1992). Por meio de sensores ambientais acoplados, as 
boias tornaram-se também aptas a coletar parâmetros ambientais relacionados ao 
oceano e à atmosfera. Até os dias de hoje, esses dados são suma importância para 
estudos climáticos e de interação oceano-atmosfera. O sistema de rastreio e 
comunicação com as boias e derivadores mais comumente utilizado atualmente é o 
sistema ARGOS, que se vale dos satélites da (NOAA) (ASSIREU et al, 2005, p.90-
92). 
 
 
28 
 
 
3.3 CIRCULAÇÃO TERMOHALINA 
 A circulação termohalina é o movimento da água do mar ocasionado pela 
variação no campo de temperatura e salinidade. A circulação termohalina é 
responsável por todo o transporte de águas abaixo das regiões dominadas por 
movimentos gerados pelo vento. Sua origem está associada ao aumento de 
densidade superficial causado tanto por resfriamento quanto por aumento de 
salinidade junto às geleiras, nos polos (ALEXANDRE, 1996). 
 Propriedades físicas como temperatura e salinidade são os principais 
responsáveis pelo controle da densidade da água do mar. Os processos de 
derretimento e congelamento da água do mar são, também, responsáveis por 
aumentar ou diminuir a salinidade dos oceanos e, consequentemente, alteram a 
densidade. Processos que alteram a densidade do mar são essenciais para a 
circulação oceânica, que por sua vez poderão influenciar diretamente o tempo e o 
clima de determinadas regiões do Planeta Terra (STEWART, 2007). A consequência 
deste processo é o surgimento da Circulação Termohalina Global (CTG), também 
denominada de Esteira Transportadora (do inglês Conveyor Belt), que consiste no 
transporte de massas oceânicas associado a diferenças na densidade da água do 
mar em função de variações de temperatura e salinidade (MANABE & STOUFFER, 
1999 apud MACHADO, 2009). 
 
 Fonte: Adaptada de DRIESSCHAERT (2005) 
 
FIGURA 6 – Circulação Termohalina. 
 
 
29 
 
 
 No oceano, as águas mais salinas são encontradas nas regiões subtropicais, mas 
não ocorre o afundamento de massas d’água nessas áreas porque a temperatura da 
água é alta o suficiente para manter a baixa densidade das águas superficiais e 
evitar seu afundamento. Um gradiente de salinidade é formado numa camada muito 
fina da superfície, apresentando valores de 37‰. A salinidade então diminui 
rapidamente com o aumento da profundidade até valores normais de águas 
oceânicas (35‰). O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas 
afundem e desloquem águas profundas, ocasionando um fluxo vertical de água 
superficial a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo da 
densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com as águas 
recém afundadas deslocando as antigas residentes no local. Estas águas frias e 
densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador (MENDES e GOMES, 
2007). 
 De um modo geral, o processo de formação de circulação profunda é de extrema 
importância para o transporte de calor, salinidade, oxigênio e dióxido de carbono 
(CO2), implicando em importantes consequências: 
 a) O contraste entre águas frias profundas e águas quentes superficiais 
determinam a estratificação do oceano. Esta estratificação influenciada fortemente a 
dinâmica dos oceanos e também pode ser influenciada pela dinâmica; 
 b) O volume de águas profundas é muito maior quando comparado com ovolume 
de águas superficiais. Embora as correntes na circulação profunda sejam 
relativamente fracas, elas realizam um transporte comparável com as correntes 
superficiais; 
 c) Os fluxos de calor e outras variáveis transportados pela circulação profunda, 
influenciam o clima e o balanço de calor da Terra. As escalas desses fluxos variam 
de décadas até milênios e esta variabilidade modula o clima sobre estes intervalos 
de tempo. 
 
 
 
 
 
30 
 
3.3.1 Massas de água 
 Para o melhor entendimento da circulação termohalina, torna-se necessário 
mostrar a distribuição, com relação à profundidade, das principaismassas de água 
formadas no Oceano Atlântico (Figura 8). De acordo com Tomczak e Stuart (2003) a 
Água de Fundo Antártica (AFA) é formada principalmente no Mar de Ross e de 
Weddell,na região da Antártica, por convecção profunda e preenche as bacias 
oceânicas próximas dos 4000 metros de profundidade com fluxo em direção norte, 
enquanto que a APAN é o resultado de um processo que envolve convecção 
profunda no Oceano Ártico, no Mar da Groenlândia e no Mar do Labrador, 
envolvendo profundidades que variam de 500 a 3000 metros com movimento em 
direção ao sul. A maior parte da Água Intermediária Antártica (AIA) é formada por 
convecção profunda ao sul do Chile e na Argentina e se espalha por todos os 
oceanos através da CCA. É importante destacar que a AIA tem um fluxo em direção 
ao norte e atinge profundidades entre 500 e 1000 metros. Nota-se que a imagem 
mostrada com o intuito de destacar as formações de massas de água do Oceano 
Atlântico tem uma natureza bastante esquemática. A Figura 8 não mostra o oceano 
de uma forma realística, já que eles são fluidos caracterizados por movimento 
turbulento, e contêm muitos vórtices, frentes e outras instabilidades. (MACHADO, 
2009, p.27). 
 
 
 
 
31 
 
 
 
 
 Fonte: MACHADO (2009) 
 
FIGURA 8 – Distribuição das principais massas de água formadas no Oceano 
 Atlântico.
 
 
4 INTERAÇÃO OCEANO-ATMOSFERA 
 
 Os oceanos e a atmosfera possuem íntima relação pelo fato de estarem 
estabelecendo contínua troca de massa e energia, por meio de gases, água e calor 
e, por essa razão, formam um sistema estreitamente integrado. Nesses complexos 
processos de trocas, os oceanos têm um papel importantíssimo na manutenção do 
equilíbrio climático da Terra que, de certa forma, é complementar e de importância 
comparável à exercida pela atmosfera. A radiação Solar é responsável por, 
aproximadamente, 99% de toda a energia térmica que chega à superfície da Terra, 
provocando a evaporação diária da água dos oceanos. A água evaporada é 
transferida para outras regiões do planeta, sob a forma de chuva ou neve. Quando 
aquecidos, os oceanos armazenam parte desse calor e, também, aceleram a 
evaporação. 
 Devido ao elevado calor específico da água, os oceanos absorvem o calor 
irradiado do sol sob a forma de energia térmica, de maneira lenta e gradual, o que 
impede a água do mar de esquentar rapidamente e, assim, atingir temperaturas 
muito elevadas, o que aqueceria também a Terra. Por outro lado, após absorvido em 
quantidades enormes, esse calor é retido pela água e, posteriormente, liberado lenta 
e gradativamente para a atmosfera e para outras regiões mais frias (regiões de altas 
latitudes), nos períodos em que esse suprimento de calor é reduzido, durante a 
noite, ou, ainda, durante os meses de inverno (DIEHL, 2005, p.230). 
 
4.1 RESSURGÊNCIA 
 Em algumas regiões do oceano, a água pode mover-se verticalmente para a 
superfície ou para o fundo como resultado da circulação superficial, dirigida pelos 
ventos. Esse fenômeno é causado pelo afloramento das águas profundas, 
geralmente frias e ricas em nutrientes, em algumas regiões dos oceanos, com 
destaque para a importância para a pesca. 
 
 
33 
 
4.1.1 Ressurgência Equatorial 
 Os ventos alísios, presentes nos dois lados do equador, divergem direcionando o 
transporte de Ekman para o sul no hemisfério sul e ao norte no hemisfério norte, 
forçando a água a ressurgir de cerca de 150-200 m. 
 
4.1.2 Ressurgência Costeira 
 Ocorre quando as águas superficiais adjacentes aos continentes são carregadas 
para oceano aberto pelo transporte de Ekman, ocorrendo ao longo da costa leste do 
oceano pacífico e atlântico. O afundamento das águas também é visto nessas zonas 
costeiras. (MENDES e GOMES, 2007, p.14-15). 
 
4.2 EL NIÑO 
 É o fenômeno que representa o aquecimento anormal das águas superficiais e 
subsuperficiais do oceano pacífico equatorial. Aparece todos os anos na costa norte 
do Peru na época do natal, por isso o nome sugestivo ao menino Jesus dado pelos 
pescadores da região. 
 Quando acontece o El Niño, que ocorre irregularmente em intervalos de 2 a 7 
anos, com uma média de 3 a 4 anos, os ventos alísios sopram com menos força em 
todo centro do pacífico, resultando numa diminuição da ressurgência de águas 
profundas e na acumulação de água mais quente que o normal na costa oeste da 
América do sul. A maior conseqüência do El Niño é a alteração do clima em todo o 
pacífico equatorial. As massas de ar quentes e úmidas acompanham as águas mais 
quentes provocando chuvas excepcionais na costa oeste da América do Sul e secas 
na Indonésia e Austrália. Esse fenômeno causa alteração do clima em todo o 
mundo, pelo deslocamento de massa de ar a nível global (MENDES e GOMES, 
2007, p.22-23). 
 
 
 
34 
 
 
 
 
4.3 LA NIÑA 
 É um fenômeno oceânico-atmosférico com características opostas ao El Niño, por 
ter um esfriamento anormal nas águas superficiais do oceano pacífico tropical, 
devido à intensificação dos ventos alísios. 
 Apesar dos impactos serem opostos ao El Niño, nem sempre uma região afetada 
pelo El Niño apresenta impactos no tempo e clima devido a La Niña. Apesar de ter a 
mesma frequência, tem ocorrido em menor quantidade que o outro fenômeno, com 
episódios com períodos de aproximadamente de 9 a 12 meses (MENDES e 
GOMES, 2007, p24-25). 
 
 
 
CONCLUSÃO 
 
 Conhecer a dinâmica das águas oceânicas é fundamental para compreender 
diversos processos da vida marinha e do clima da Terra. Como vimos, o 
aquecimento diferenciado no planeta leva ao desenvolvimento do transporte de 
energia das chamadas regiões de baixas latitudes para as regiões de altas latitudes, 
através da circulação atmosférica e oceânica. 
 Os oceanos desempenham a função de moderadores climáticos. Por cobrirem 
70% da superfície da terra e, em razão da grande capacidade térmica da água, 
armazenam uma porcentagem ainda maior de calor. O fluxo de calor nos oceanos é 
imprescindível no estudo da interação oceano-atmosfera. 
 Outro ponto a se destacar, é a importância da circulação termohalina, que distribui 
a temperatura e salinidade no oceano, sendo que esses parâmetros determinam a 
densidade da água, fator importante na característica das águas profundas, que 
apesar de lentas, desempenham importante papel na circulação do calor. 
 
 
 
 
 
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